Abans de començar aquest capítol repassa la secció "Introducció a les roques", en particular els trets principals de les roques sedimentàries.
Recorda que els sediments es formen a partir de materials ’de segona ma’ que provenen de roques més antigues de les quals han estat arrencats per l’acció de la meteorització, conjunt de processos que degraden la roca, i de l’erosió, que s’encarrega d’arrencar i endur-se la part de les roques que ha estat prèviament alterada o disgregada per la meteorització.
Meteorització
La meteorització causa el trencament gradual de les roques que estan exposades a l’atmosfera de la terra. És un procés que implica l’acció i la interacció de molts factors (per exemple, l’aigua de pluja, la temperatura, els gasos atmosfèrics i els bacteris). Hi ha tres formes principals:
Meteorització física, que es produeix quan forces físiques trenquen la roca en fragments més petits. Té lloc principalment com a resultat de canvis de temperatura, especialment als deserts, altes muntanyes o regions polars.
Meteorització química, que es produeix allà on reaccions químiques alteren i descomponen els minerals que formen les roques. Té lloc principalment en climes càlids i humits (la calor incrementa la velocitat de les reaccions químiques i l’aigua transporta les substàncies químiques en dissolució).
Meteorització biològica, que es produeix quan les plantes i els animals trenquen les roques. El creixement de les arrels dels arbres o els animals excavadors, per exemple, poden trencar roques.
No hauries de pensar que aquests tres tipus de meteorització actuen per separat. Per exemple, quan els factors físics actuen i separen els minerals entre ells, la formació de dissolucions químiques és molt més senzilla. De manera similar, les reaccions químiques poden ser afavorides per l’acció biològica de certs bacteris, i tots tres tipus de meteorització actuen de manera combinada en el seu atac a les roques.
Meteorització física
Hi ha diversos tipus de meteorització per agents físics com els canvis de temperatura.
Gelivació
L’aigua s’expandeix quan es congela. Per tal de provar això, pots posar una ampolla petita de vidre completament plena d’aigua i tapada al congelador. Posa-la dins d’una bossa de plàstic resistent. Després d’unes hores, quan l’aigua s’hagi congelat, l’expansió del gel haurà trencat l’ampolla. No obris la bossa i treguis els fragments de vidre.
Quan l’aigua penetra en una esquerda de la roca i es dilata degut a la congelació, força l’esquerda a obrir-se més. Ara, quan el gel es fongui, podrà penetrar més en l’esquerda, de manera que quan es torni a congelar tornarà a forçar l’esquerda a obrir-se més. Successius cicles de congelació-fusió provoquen el trencament de fragments de roca. Aquest procés es produeix sovint a la part alta de les muntanyes. Els fragments trencats de roca cauen i s’acumulen al peu del pendent, on s’acumulen en forma de tarteres.
Una tartera vista des de dalt del penyasegat del Castillo Mayor (Escuaín, Osca) d'on cauen les pedres que la formen i la mateixa tartera vista des d'una altra perspectiva.
Un altre experiment que pots fer per a comprovar l’efecte del gel és el següent. Pren dos jocs de mostres de diferents roques, per exemple esquist, granit i gres. Un dels jocs el mantens sec, mentre que l’altre el mulles bé. Posa llavors tots dos jocs al congelador i deixa el sec durant algunes setmanes, però el moll, treu-lo cada dia, deixa que l’aigua es fongui (sense que s’assequi) i torna’l a ficar al congelador. Al final de l’experiment compara les mostres de cada joc. Quina conclusió en pots treure?
Exfoliació o descamació
Els minerals s’expandeixen quan s’escalfen i es contrauen quan es refreden. Si això es produeix repetidament, la tensió produïda pot arribar a trencar la roca. L’acció és més forta al desert, on els dies són molt calorosos mentre que les nits són fredes. La part exterior de la roca és la que pateix amb major intensitat l’escalfament i el refredament, de manera que amb el temps s’aniran separant com ’capes de ceba’ fragments de roca. El nom d’aquest procés és exfoliació o descamació.
Meteorització química
És causada principalment per l’acció química de l’aigua i de les substàncies en ella dissoltes.
Alguns minerals formadors de roques reaccionen amb l’aigua, principalment els feldspats, la mica biotita, l’amfíbol, el piroxè i l’olivina. Les reaccions produeixen partícules petites que són minerals d’argila. Aquestes partícules són fàcilment transportades i posteriorment dipositades com a sediments d’argila o llims. Les reaccions que formen els minerals d’argila alliberen també elements com el calci, el sodi, el potassi, el magnesi o el silici, que es dissolen en l’aigua i són igualment transportats.
La reacció que té lloc és una reacció d'hidròlisi. Aquest n'és un exemple:
L'aigua de pluja sovint conté "impureses" que incrementen l'acció química sobre la roca. Un exemple típic és la reacció de l'aigua de pluja amb la roca calcària:
La meteorització química pot alterar el color i l'aparença de les roques. Quan vulguis obtenir mostres de roques, tria exemplars frescos i que no hagin estat alterats, per tal de veure com és realment la roca. T'adonaràs que sovint la meteorització es produeix tan sols a la superfície exposada a l'atmosfera.
Algunes roques meteoritzades mostren unes coloracions marronoses o vermelloses a la seva superfície. Aquest color és degut als compostos de ferro insolubles que provenen de les reaccions químiques.
Encara que la meteorització sigui un procés de destrucció de la roca, has de tenir present que en un altre sentit és també responsable de la seva creació. Els materials meteoritzats seran transportats i esdevindran sediments i, a la llarga, nova roca. La imatge següent il·lustra com la meteorització del granit alimenta la formació d'altres roques. Dibuixa un diagrama similar aplicat a la meteorització d'un gres o una calcària.
La meteorització del granit alimenta el "sistema sedimentari".
Transport, erosió i deposició
La meteorització origina residus de roca, minerals i substàncies químiques allà on la roca original hi era (in situ). Aquest material és generalment transportat a un lloc diferent abans de ser dipositat com a un sediment. El material pot ser transportat de diferents formes:
per gravetat;
per l’aigua de rius i torrents;
per l’aigua del mar;
pel gel de les glaceres;
pel vent.
Sovint molts d’aquests ’agents de transport’ poden moure els sediments. Per exemple, els fragments de roca poden caure (gravetat) sobre una glacera, que els transportarà fins que es fongui; llavors, poden ser transportats pel corrent d’aigua fins arribar al mar i, finalment, ser dipositat per les onades.
Els agents de transport no mouen tan sols el sediment. També en produeixen més, ja que trenquen les roques sobre les què actuen. Aquest procés d’eliminació dels fragments generats per la meteorització i pels propis agents de transport s’anomena erosió. Inclou coses com el modelat d’una vall per una glacera o la formació de penya-segats per les onades.
La "cinta transportadora" dels sediments.
Fig. 6.7, 6.8 i 6.10
El principal poder erosiu és degut al propi material transportat. Per exemple, els còdols transportats per l’aigua corrent causen més danys a la roca sòlida del llit del riu que no pas l’aigua mateixa. L’acció de la càrrega com a ’eina tallant’ afecta també la càrrega mateixa. Quan els fragments xoquen entre ells i amb les roques es trenquen en fragments més petits i s’arrodoneixen.
Els agents de transport poden moure els sediments tan sols si tenen prou energia. Quan l’energia es redueix, part de la càrrega és dipositada. Això és el que succeeix, per exemple, quan els rius arriben a un llac, perquè l’aigua perd energia. Algunes formes de deposició no depenen de l’energia de l’agent de transport, com és el cas dels materials transportats en dissolució a l’aigua. En aquest cas, els materials poden ser dipositats per precipitació (per exemple d’halita quan s’evapora l’aigua) o per l’acció d’organismes vius (per exemple, hi ha animals que utilitzen el carbonat de calci de l’aigua per tal de construir les seves closques, i un dipòsit de closques pot arribar a formar una roca). Estudiaren aquests processos de deposició amb més detall al tema 7.
Els diferents estils de transport i les diferents formes de deposició actuen com un sistema de classificació del material sedimentari. Encara que en un àrea meteoritzada i erosionada es formen diferents tipus de sediments, no tots seran dipositats posteriorment al mateix lloc. Els fragments més grans tendiran a ser dipositats junts i a prop, mentre que els més petits seran transportats més lluny i la càrrega química en dissolució només serà dipositada en determinades condicions. L’efecte global és una classificació dels sediments en diferents tipus. Cada tipus de sediment produirà desprès un tipus de roca diferent en un ambient particular al qual es produirà la deposició.
L’erosió i la deposició dels sediments provoquen canvis en el paisatge. L’eliminació del material de les roques origina estructures erosionals, com valls, coves i espadats. La deposició dels sediments origina estructures deposicionals, com platges, dunes i deltes. Estudiarem ara els efectes sobre l’erosió i la deposició dels principals tipus d’agents de transport.
L’efecte de la gravetat sobre el material sedimentari
Els residus de la meteorització són sovint poc compactes i inestables, de manera que tendeixen a moure’s vessant avall sota la influència de la gravetat originant tarteres. En pendents més suaus, els moviments són més lents però es poden apreciar pels efectes que causen (veure figura 6.11). Aquest fenomen de moviment lent dels dipòsits de vessant pendent avall causat per la pesantor es coneix amb el nom de reptació (creep en anglès).
Fig 6.11
En pendents més fortes, com als cingles, penya-segats, parets de valls o fins i tot talussos de carreteres, es poden produir sobtats despreniments i esllavissades, afavorits per pluges intenses o pel ràpid desglaç primaveral, així com en el cas que les roques inferiors siguin inestables.
El moviment gravitacional dels sediments és un dels processos de denudació del relleu més importants. Sense aquest moviment, el material meteoritzat no ’alimentaria’ els rius i altres agents de transport. La gravetat és també la responsable del moviment dels rius i de les glaceres i de la deposició i compactació final dels sediments.
L’efecte geològic dels corrents d’aigua
Els rius i torrents actuen com a part dels sistema de retorn que drena l’aigua cap als oceans. Al mateix temps, transporten, produeixen i dipositen sediments.
Transport pels corrents d’aigua
L’aigua en moviment transporta sediments de tres formes:
Càrrega de fons. D’aquesta manera són arrossegades les partícules més grans (còdols i grans de sorra). Cal una quantitat considerable d’energia per tal de moure aquests fragments, però un cop en moviment afegeixen ’poder erosiu’ al flux d’aigua. La càrrega de fons es mou lliscant, rodolant i saltant sobre el llit del riu, però no de manera constant, sinó depenent de l’energia del corrent.
Càrrega en suspensió. Es mouen així els materials més fins, com les partícules d’argila i llim, que requereixen menys energia per al seu transport i només són dipositades quan el flux té molt poca energia. En alguns casos, especialment durant les riuades, l’aigua dels rius conté tanta quantitat de sediments en suspensió que apareix de color marronós.
Càrrega en dissolució. És la càrrega invisible de substàncies dissoltes que han estat alliberades durant la meteorització (carbonats, sulfats, clorurs, ...) i que poden ser transportades grans distàncies.
Erosió fluvial
En l’erosió dels marges i els llits dels rius es combinen una sèrie de factors que causen també l’esmicolament i arrodoniment dels materials transportats. Aquests factors són:
el poder de l’aigua mateixa en moviment,
els impactes de la càrrega de fons i la càrrega en suspensió,
les reaccions químiques entre l’aigua i la roca.
L’erosió es produeix amb diferents velocitats sobre diferents tipus de roques. Això pot causar salts d’aigua (figura 6.13), per exemple. Hi ha altres factors geològics que poden afectar la velocitat de l’erosió, com per exemple les línies de falla, al llarg de les quals les roques són més fàcilment erosionades.
La forma d’una vall fluvial pot també variar. Generalment, un riu talla un canal erosionant les roques que estan immediatament sota el corrent d’aigua. Si l’acció ’tallant’ continua, el canal es va fent cada cop més profund. Les inclinades vessants de la vall produïdes per aquesta erosió vertical són gradualment desgastades per la meteorització, i la gravetat fa que els materials meteoritzats caiguin al riu. D’aquesta manera es formen valls amb forma de ’V’. Com pots veure a la figura 6.14, la vall tendeix a ser més ampla com més avall va tallant el riu. En condicions excepcionals (com per exemple si la roca és molt dura o l’ambient molt sec) els vessants de la vall poden romandre gairebé verticals, i es formen així gorgues.
La capacitat d’un riu per a aprofundir una vall depèn en part del nivell del mar. Si aquest descendeix (o si el terra s’alça), els canals del riu tendeixen a reduir la seva altitud a cada punt, de manera que l’erosió vertical augmenta.
Fig. 6.13 i 6.14
Deposició fluvial
L’energia d’un riu depèn de la quantitat d’aigua que hi flueix i de la seva velocitat. Si l’energia es redueix, llavors el riu ha de dipositar part de la seva càrrega. La deposició es pot produir en diferents punts al llarg del curs del riu.
Meandres
La figura 6.15 mostra que la sorra i la grava sedimenten a la part interna dels meandres. Adona’t també que la corba externa és rebaixada per erosió. En períodes de temps llargs, aquest procés pot ampliar l’àrea de la vall.
Terrasses fluvials
Són amples faixes de terreny pla que formen esglaó al llarg de la vora d’un riu. Durant una riuada, l’aigua surt del canal del riu i perd part de la seva energia en vessar-se sobre una àrea ampla. En fer-ho, diposita part de la seva càrrega. La grava i la sorra gruixuda són els materials que es dipositen en primer lloc, prop dels límits originals del riu, i poden arribar a formar una mena de dics (levées, fig. 6.16). Els materials més fins (llims i argiles) són portats més lluny i dipositats sobre la plana com a al·luvions. Algunes de les millors terres de conreu del món són planes al·luvials que tenen aquest origen, com les dels rius Ganges i Nil.
Torrents
Un torrent és un curs d’aigua ocasional originat per pluges intenses o pel desglaç i el seu poder erosiu és molt gran, sobre tot degut al fort pendent. En arribar a terres més planeres el flux d’aigua perd bruscament la seva energia i es formen dipòsits típicament cònics anomenats ’cons de dejecció’. Els cons de dejecció són dipositats molt ràpidament, de manera que hi trobem una barreja caòtica de còdols i sorres. L’estudi de la posició d’aquests cons de dejecció formats en el passat ajuda als geòlegs a decidir la posició i alçada de muntanyes que ja han desaparegut.
Fig. 6.17
Deltes
Quan un riu arriba a una gran massa d’aigua com pot ser l’oceà o un llac, perd ràpidament la seva energia i diposita la seva càrrega. La figura 6.18 mostra la forma típica d’un delta, amb els diferents braços d’aigua que ’distribueixen’ l’aigua i els sediments. No totes les desembocadures dels rius originen deltes; sovint l’acció de les onades és prou potent com per a endur-se els sediments que són llavors dipositats en un altre lloc. La profunditat de l’aigua i la velocitat de sedimentació són altres factors que afecten la formació i el creixement d’un delta.
Els grans rius poden originar deltes molt importants. Per exemple, el riu Mississipí diposita prop de dos milions de tones de materials diàriament.
Llacs
Un llac representa un tram tranquil al llarg del curs d’un riu. Mentre el flux d’aigua va perdent energia en arribar al llac, part de la seva càrrega és dipositada, de manera que el llac esdevé una ’trampa de sediments’. En l’escala de temps geològica els llacs són només estructures temporals, ja que són lentament omplerts amb sediments. (Això succeeix també als embassaments, i crea sovint molts problemes. Quin efecte creus que pot tenir la construcció d’embassament al curs del riu Ebre sobre el delta de la seva desembocadura?)
La posició d’antics llacs desapareguts per acumulació de sediments sovint es pot deduir de la presència de ’taques’ d’al·luvions. D’altres llacs poden desaparèixer per evaporació.
Fig. 6.18
Un treball interessant és fer una llista de totes les situacions geològiques que poden originar llacs. Inclouen regions on s’han produït esfondraments o bé on una vall fluvial ha estat tancada per algun esdeveniment geològic. Hauràs de saber més geologia per a fer una llista completa, però alguns exemples relacionats amb l’activitat magmàtica poden ser:
Una depressió causada per l’esfondrament de la caldera d’un volcà.
El tancament d’una vall per una colada de lava.
Aigua subterrània
L’aigua pot passar a través de certs tipus de roques de dues maneres:
Roques poroses, que tenen espais entre els grans de minerals, espais que permeten l’escolament de l’aigua. La roca més porosa és el gres (figura 6.20).
Roques permeables, que tenen una sèrie de forats i esquerdes que actuen com a un ’sistema de canonades’ natural a través del qual hi circula l’aigua. Per exemple, l’aigua pot circular entre les capes de roques sedimentàries (plans d’estratificació) o entre les esquerdes verticals produïdes per les forces de la terra. Una de les roques més permeables és la calcària (figura 6.21). Les roques impermeables no permeten la circulació de l’aigua.
Les aigües subterrànies poden trobar el seu camí de tornada a la superfície de la terra en una font. Si no surt, queda formant part dels aqüífers, dels quals pot ser extreta mitjançant pous (figura 6.22). Les aigües subterrànies són un problema en algunes mines, i cal un sistema de drenatge amb bombes potents per tal d’eliminar-la. Moltes mines velles són molt perilloses per la presència i l’acció de les aigües subterrànies. No entris mai a una mina vella sense anar acompanyat d’un expert.
Fig. 6.20, 6.21 i 6.22
Drenatge subterrani en zones calcàries
Ja has vist que l’aigua de pluja provoca la meteorització de la roca calcària (pàgina 49). El mateix efecte el produeixen les aigües subterrànies que s’escolen pel sistema de fractures de la roca. L’aigua reacciona amb la calcària, la dissol i aprofundeix les esquerdes i fractures, que es van fent més grans fins arribar a formar cavitats que porten rius i corrents subterranis.
Si la dissolució de la calcària continua, l’aigua obre noves rutes i abandona camins antics. Aquestes parts seques esdevenen llavors punts on es produeix la precipitació química del carbonat de calci, en un procés invers al de la dissolució. Així es com es formen les estalactites i les estalagmites de les coves.
Les figures 6.25 i 7 mostren les estructures característiques formades pel drenatge de l’aigua en zones calcàries. El relleu que es forma s’anomena càrstic, i a Catalunya el podem trobar molt ben representat al Garraf. Observa els punts on l’aigua desapareix als engolidors (sink holes) i les fonts on torna a aparèixer, en aquest cas a la boca d’una cova.
L’efecte geològic del mar
El treball geològic del mar és més fàcil d’estudiar a la costa. Aquí, les onades i les marees origines estructures característiques de l’erosió, transport i deposició costaneres. De totes formes, el mar no és sempre l’únic factor implicat en el modelat de la costa. L’acció dels rius, per exemple, forma deltes, mentre que el vent pot produir dunes.
Fig. 6.25 i 7 Onades
Les onades són produïdes quan el vent bufa sobre la superfície de l’aigua. La mida de les onades depèn de la velocitat del vent, de la profunditat de l’aigua i de la distància sobre la qual el vent ha estat actuant. Les onades més grans es formen per vents molt intensos sobre oceans grans i profunds.
Les onades no transporten l’aigua amb elles. L’aigua es mou rítmicament amunt i avall originant un patró de crestes i valls. En aigües poc profundes, prop de la costa, aquest moviment es veu afectat pel fons de l’oceà, el que provoca el trencament de l’onada i l’aigua es mou cap a la costa. L’aigua llavors retorna pel pendent de la costa. La figura 6.27 mostra que el poder del trencament i el retorn depenen de la mida de l’onada i del pendent de la costa, de manera que hi ha onades constructives, que porten materials a la costa, i onades destructives, que se l’enduen.
Fig. 6.27
Erosió costanera i transport
L’erosió més intensa es produeix en les costes d’oceans grans, on sovint arriben onades de grans dimensions. La força de l’aigua i l’impacte dels fragments de roca llençats contra la costa incrementen molt el poder erosiu. L’acció química de l’aigua salada també hi contribueix, així com l’increment sobtat de la pressió de l’aire atrapat en les esquerdes de la roca per l’embat de les onades.
El mar erosiona (rebaixa) la base de la roca als penya-segats fins que blocs de roca cauen a l’aigua. Al mateix temps, la plataforma d’abrasió (superfície d’erosió produïda per l’onatge al peu d’un penya-segat) puja i el penya-segat va així retrocedint. La velocitat d’erosió depèn, a més de la intensitat de l’embat de l’onatge, del tipus de roca. Les roques sedimentàries toves, amb parts més febles com els plans d’estratificació, retrocediran davant l’atac del mar més ràpidament que les dures roques magmàtiques o metamòrfiques. Les variacions en el tipus de roca originen línies de costa amb sortints i badies, ja que les roques són erosionades amb velocitats diferents (figura 6.29).
Als punts més febles (per exemple a les esquerdes més grans) l’acció del mar pot excavar coves; si dues coves són excavades esquena contra esquena i arriben a ajuntar-se, es forma un arc; i si la part superior de l’arc cau, s’origina un faralló (figura 6.28).
Fig. 6.28
A més d’atacar la línia de la costa, les ones i corrents marines també hi duen sediments. La majoria d’aquests sediments hauran estat produïts per l’erosió costanera, però n’hi ha que poden procedir d’altres fonts, com els rius.
Els sediments poden ser moguts al llarg de la costa quan les onades hi arriben amb un angle (no perpendiculars). La figura 6.30 explica aquest procés de deriva al llarg de la costa. En molts llocs el moviment és detingut per la presència de barreres de terra. En alguns punts de la costa s’hi col·loquen dics per tal que actuïn com les barreres naturals i evitar que marxi la sorra de les platges.
Fig. 6.29 i 6.30 Deposició marina
La majoria de les roques sedimentàries del món van ser originàriament dipositades al fons d’un oceà. Per tal d’entendre bé aquestes roques, els geòlegs han d’estudiar la mena de sediments que s’estan dipositant actualment als oceans. Encara que el 71% de la superfície del nostre planeta està cobert pels oceans, tan sols recentment ha començat a ser investigat científicament. Vaixells exploradors amb equips de sonar han confeccionat mapes del seu fons i les mostres de roques i les fotografies proporcionen dades sobre els sediments que allà es troben.
Per tal d’estudiar la deposició marina dels sediments, és convenient dividir els oceans en quatre zones segons la seva profunditat (figura 6.32).
Zona intermareal
És la línia de la costa on l’acció de l’onatge provoca l’erosió de la costa i la deposició de sediments a les platges. Les platges es formen allà on el retorn de les onades no és prou fort com per arrossegar els sediments que han estat portats per la mateixa onada.
Els sediments de sorra i còdols de les platges tendeixen a ser molt arrodonits perquè cada partícula és constantment arrossegada per les onades que trenquen i es retiren. Aquest continu rodolar trenca completament els fragments dels minerals més febles de les roques, de manera que tan sols romanen més o menys sencers els materials més durs. És per això que la sorra de les platges és formada gairebé només per fragments de roques magmàtiques o metamòrfiques, que són més resistents que les sedimentàries i, sovint, els grans més abundants són els de quars (el color marronós és degut a la coberta d’òxids de ferro). Si una platja arriba a quedar coberta i els seus materials es compacten, la roca que es forma generalment és un gres anomenat ortoquarsita. Els còdols de la platja, pel mateix procés, formaran un conglomerat.
A més de les platges, a la zona intermareal podem trobar altres tipus de sediments com els bancs de sorra i les barres, acumulacions de sorra originades per corrents o el moviment de deriva (figura 6.30). Els sediments més fins (argiles i llims) es poden dipositar en condicions més tranquil·les, per exemple als estuaris (braços estrets de mar que vénen a ser com la prolongació de l’embocadura d’un riu). L’evaporació en llacs costaners d’aigua salada pot originar, en regions seques, dipòsits d’evaporites. També es poden originar capes de carbó en les humides condicions dels deltes.
Plataforma continental
L’escorça continental s’estén més enllà de la línia de la costa per a formar una plataforma (figura 6.32). El mar, en aquestes zones, no és gaire profund, i generalment no arriba als 250 m. Com pots veure a la figura 6.34, les plataformes continentals varien considerablement en amplada. Per exemple, la costa est (atlàntica) de sud-amèrica té fins a 1.000 km d’amplada, mentre que la costa oest (pacífica) té uns 100 km. Algunes illes, com les britàniques, són tan sols parts elevades de les plataformes del continent veí.
Les plataformes continentals tenen diferents ambients sedimentaris i els dipòsits que es poden formar depenen de diversos factors:
la quantitat i el tipus de sediment que prové del continent;
l’amplada i la forma de l’àrea de la plataforma;
la direcció i la força dels corrents marins;
la temperatura i la composició química de l’aigua marina.
Però malgrat aquesta variació, es poden donar alguns trets comuns. Les sorres són els principals dipòsits a les àrees on hi ha corrents, i aquestes sorres originaran per compactació gresos. Les partícules fines de llims i argiles (fangs) tendeixen a sedimentar en regions més tranquil·les allunyades de la costa, però es poden trobar també si hi ha a prop un riu que en proveeixi. Aquests sediments originaran diferents tipus d’argila (roca sedimentària). Les calcàries tendeixen a ser dipositades en plataformes on l’aigua és clara, calent i poc profunda i on hi ha poca quantitat de sorres o fangs.
Fig. 6.32 i 6.34
La deposició dels sediments a les plataformes continentals és un procés molt important en el cicle de les roques (pàgina 31). En algun moment, aquestes roques seran elevades o ’retornaran’ a la superfície a formar part de la terra emergida, on podran ser erosionades. El fet que gran part de la superfície dels continents estigui coberta per roques sedimentàries marines mostra que (en certs moments del passat) havien format part de zones de plataforma continental.
Talús continental
És un escarpament submarí de pendent bastant fort, situat entre la plataforma continental i la zona dels fons oceànics. Comença al marge de la plataforma continental (amb una profunditat mitjana de 150 m en aquest punt) i baixa fins al fons marí (uns quants quilòmetres sota el nivell del mar). Encara que l’angle mitjà és només de 4º, es considera un pendent fort, ja que als oceans els pendents solen ser molt més suaus dels que observem a la terra emergida.
El tipus de sediments que arriba al talús continental depèn de l’amplada de la plataforma continental i dels corrents marins que hi actuen. En plataformes estretes, la sorra pot arribar fins al talús, però si la plataforma és ampla tan sols hi arriben les partícules més fines d’argila.
Els talussos continentals estan tallats per enormes valls submarines (sovint de centenars de quilòmetres de longitud i més d’un quilòmetre de fondària) que actuen com a ’rius’ submarins que porten els materials cap al fons de l’oceà. A l’interior d’aquestes valls, i al llarg del talús, els sediments esdevenen sovint inestables i s’esllavissen cap a zones més profundes. Aquests moviments són causats sovint per ones provocades per terratrèmols que afecten el fons marí i provoquen núvols de sediments que es dispersen a l’aigua. Aquests núvols viatgen ràpidament pendent avall i s’anomenen corrents de terbolesa. Quan perden la seva energia a la base del talús, els corrents de terbolesa dipositen la seva càrrega en forma de sediments que originaran roques del tipus dels gresos, amb poca sorra i una matriu argilosa.
Els talussos continentals de regions com la costa oest de sud-amèrica descendeixen ràpidament 6 o 8 quilòmetres directament cap a les fosses oceàniques. En aquestes regions, la ràpida erosió de les muntanyes dels Andes, juntament amb l’estretor de la plataforma continental, fan que la fossa es vagi omplint ràpidament de sediments (a la fossa de Xile-Perú es dipositen 1 km de sediments cada milió d’anys).
Fig. 7.33 i 6.35
Fons oceànic
Una gran part d’aquesta zona consisteix en àrees suaus, sovint uns 4 quilòmetres sota el nivell del mar, anomenades planes abissals. Als límits d’aquestes planes (prop del peu dels talussos continentals) es dipositen partícules fines de fang que poden ser portats pels corrents de terbolesa, però més enllà hi arriba poca quantitat de material. A la resta d’aquestes planes només existeix una capa prima de sediments, formada bé per argiles dutes pel vent en forma de pols, de les cendres volcàniques o oolites, roques calcàries formades per l’acumulació d’esquelets diminuts d’organismes marins microscòpics. El nivell i l’extensió del mar La posició de la línia de la costa depèn del nivell del mar i del nivell de la terra emergida. Encara que aquests nivells no semblen canviar gaire al llarg de la vida d’un ésser humà, van variant lenta però dramàticament a escala geològica. Amb el pas del temps el nivell del mar varia perquè:
el volum dels oceans varia;
el volum d’aigua continguda als oceans varia.
El moviment de les plaques litosfèriques és el responsable de l’alteració del volum dels oceans (ho veurem més endavant amb més detall). La quantitat d’aigua als oceans varia principalment degut a canvis climàtics, amb èpoques més fredes (glaciacions) i més càlides. Durant les glaciacions grans quantitats d’aigua resten congelades i així atrapades, de manera que als oceans hi ha menys aigua. Durant la glaciació més recent, fa un milió d’anys, el nivell del mar estava 150 metres per sota de l’actual. El nivell de la terra emergida canvia amb el temps perquè les forces internes de la Terra causen la seva elevació o subsidència. Els canvis de nivell més importants es produeixen quan dues plaques xoquen i les plataformes continentals són elevades i plegades fins a formar serralades. D’altres canvis en el nivell poden ser deguts a la isostàsia (pàgina 18). La magnitud del canvi en els nivells del mar i de la terra es posa de manifest en la banda de roques sedimentàries marines que es troben just per sota del punt més alt de l’Everest, i que causen molt problemes als alpinistes. Actualment podem observar estructures produïdes per canvis en el nivell de la línia de la costa. La figura 6.35 mostra una platja alçada, que ha estat aixecada i assecada. L’efecte oposat pot fer que el mar envaeixi una vall fluvial i formi una ria.
L’efecte geològic del gel
Actualment prop del 10% de la superfície de la Terra és coberta per gel. Gran part d’aquest gel és aigua marina congelada (per exemple, l’oceà Àrtic) que té uns efectes geològics molt limitats. En aquest capítol ens centrarem en l’aigua sòlida que cobreix terres emergides. Sobre la terra, el gel es forma quan la temperatura és prou baixa com perquè la neu no es fongui durant tot l’any. Al mateix temps que la capa de neu es va fent més gruixuda, es va compactant i va perdent l’aire fins a formar una capa de gel sòlid. Aquest gel començarà a baixar pendent avall sota la influència de la gravetat: s’ha format una glacera.
Les glaceres cobreixen la Terra de maneres diferents:
En regions muntanyoses com els Alps i els Andes, omplen valls senceres, transportant el gel fins a nivells més baixos i càlids on es fon.
En àrees més fredes, com ara Groenlàndia o l’Antàrtida, les valls de gel s’ajunten i s’estenen com a capes que cobreixen també les terres baixes.
Fig. 6.37
El moviment del gel Estudiar el moviment de les glaceres és molt difícil perquè es tracta d’un procés molt lent (generalment menys d’un metre per dia). Mentre avança la glacera es manté sòlid, però és capaç de fluir perquè els cristalls de gel llisquen entre ells. El moviment es pot veure afavorit quan es formen fines capes d’aigua líquida. Sovint diferents parts d’una glacera es mouen a velocitats diferents, per exemple quan la glacera ascendeix sobre abombaments del fons de la vall. Llavors es formen grans esquerdes o clivelles, que són un gran perill per als alpinistes.
El poder del gel: erosió i transport Una part del poder erosiu de les glaceres és deguda als fragments que arrenca a la seva base i que incorpora al gel (morena de fons). Aquests fragments actuen com a ’eines tallants’ que esmicolen les roques sobre les què passa la glacera. Les restes esmicolades d’aquestes roques tenen l’aspecte de pols i s’anomenen farina de roca. Actuen com a un material abrasiu que suavitza les superfícies de la roca sobre les què es mou. L’erosió dels blocs que la glacera arrossega pel fons produeix estries i ratlles sobre les roques de la vall, anomenades roques estriades. Si trobes exemples d’aquestes estries en algun treball de camp, mira de trobar altres indicis de glaceres (forma de la vall, ...). Encara que gran part de la càrrega transportada per la glacera prové de l’erosió del fons i de la roca sobre la qual avança la glacera, aquest recull i transporta materials també sobre la seva superfície, materials que cauen des dels pics que l’envolten (per gelivació dels vessants). Els geòlegs han estimat que el poder erosiu d’una glacera és unes vint vegades superior al d’un riu que transportés la mateixa quantitat d’aigua. Si mires d’imaginar-te la força de milers de tones de gel armades amb còdols i fragments de roca congelats en la seva base, és fàcil de comprendre que en pot resultar la formació de valls profundes o fins i tot la desaparició de zones senceres de roca no gaire resistent.
Sedimentació glacial Una massa de gel en moviment pot transportar una enorme quantitat de sediments de mides molt diverses, des de la fina farina de roca fins a enormes blocs. Així, una de les característiques dels sediments glacials és que no estan classificats: quan el gel es fon, tots aquests materials es dipositen junts. La part frontal de la glacera empeny materials que formen la morena frontal. Aquestes morenes poden formar una sèrie de dics de sediments que marquen les posicions del front de la glacera en successives etapes durant la fusió i el retrocés de la glacera. Aquests dics poden actuar com a rescloses i originar llacs en algunes valls glacials. Les capes de gel que ocupen grans superfícies les cobreixen d’una capa de sediments variats quan es fonen (till). Aquestes capes de gel poden transportar les roques grans distàncies. Algunes vegades, l’origen de roques característiques trobades als sediments glacials ajuda als geòlegs a descobrir el camí que aquest havia seguit. Aquests blocs de roques ’especials’ que han estat arrossegats grans distàncies s’anomenen blocs erràtics.
La fusió de les glaceres La fusió allibera grans quantitats d’aigua que carrega part dels materials transportats per la glacera (especialment partícules de la mida de sorres i argiles) i les transporta més enllà. Les morenes terminals i les de fons són en part rentades per l’aigua i el sediment arrossegat i finalment dipositat selectivament (primer els fragments més grans, després els més petits) quan l’aigua va perdent energia. Allà on el mateix gel o zones elevades del terreny impedeixen que l’aigua flueixi es poden arribar a formar grans llacs. En aquests llacs es dipositen capes de sorres i argiles, diferents entre l’estiu i l’hivern. L’aigua fosa pot també aprofundir les valls fluvials preexistents. Abans d’escapar de les glaceres, l’aigua líquida pot haver circulat en forma de corrents subglacials que formen túnels a través del gel.
Fig. 6.41 a
Fig. 6.41 b, c
L’efecte geològic del vent
En moltes regions de la Terra la humitat evita que el vent mogui el material de la superfície. L’efecte de la humitat és degut a que:
Ajuda a mantenir unides les partícules petites (alguna vegada has intentat bufar sorra humida i després has repetit l’experiment amb sorra seca?)
És essencial per al creixement de la vegetació (les plantes ofereixen una protecció addicional davant el vent, ja que protegeixen el sòl de la seva acció i el retenen amb les seves arrels).
El vent és, doncs, un agent geològic efectiu en les seques regions desèrtiques on la humitat i les plantes són absents. De la seva velocitat en depèn la mida de les partícules que pot moure. Encara que una brisa lleugera només aixecarà i transportarà la pols més fina, un vent de 150 km/h és ja capaç de moure rodolant petits còdols. Quan el vent arriba als 20 km/h els grans de sorra comencen a rodolar i avançar amb ell. Aquest moviment s’anomena de saltació i fa que els grans xoquin els uns contra els altres, empenyent-los alhora en el seu moviment. Com que la saltació fa que els grans xoquin entre ells constantment, les sorres del desert tendeixen a ser de gra molt fi i molt arrodonit. Aquests grans són, a més, dels minerals més resistents com el quars, ja que els minerals més febles són convertits en pols. Els impactes dels grans de sorra transportats per l’aire són molt més intensos que quan aquests mateixos grans són transportats pels rius o pels oceans, ja que llavors l’aigua esmorteeix les col·lisions. El xoc dels grans de sorra contra el relleu despullat del desert moldeja superfícies arrodonides (alvèols, arcs).
Dipòsits eòlics als deserts Les estructures millor conegudes són les dunes de sorra que es formen segons la direcció predominant del vent. Les dunes es formen perquè les sorres que transporta el vent troben un obstacle, que pot ser una planta, una pedra o només un pendent. S’hi acumulen al davant i van creixent amb noves aportacions de sorra, segons la direcció del vent que, a més, les empeny, de manera que avancen i canvien de lloc. A causa d’aquest desplaçament poden posar en perill poblacions i conreus. Per fixar-les es planten vegetals amb arrels molt llargues com ara gramínies o pins. Les dunes aïllades en forma de mitja lluna es diuen barkhanes, que vol dir ’dunes amb banyes’. L’efecte del vent sobre les sorres del desert també produeix arrissaments paral·lels (ripple marks) i laminacions encreuades (que estudiarem més endavant).
Fig. 6.43
L’acció del vent fora dels deserts Els vents forts que bufen des de l’oceà cap a zones sorrenques poden moure la sorra terra endins i formar dunes a la costa. Les partícules fines de pols poden ser transportades pel vent grans distàncies. La pols del Sàhara, per exemple, sovint ens arriba i cau en forma de pluja de fang. De fet, la pols transportada pel vent és el principal sediment que cau sobre les zones oceàniques. Durant la darrera glaciació el vent va ser el responsable del transport de la fina farina de roca (pàgina 61) des del lloc de fusió on s’hi havia dipositat en un principi. Aquests dipòsits van cobrir zones llunyanes i actualment formen les fèrtils cobertes de loess a grans extensions d’Europa, Amèrica i Àsia. El vent també pot eliminar el sòl agrícola, especialment quan els arbres i els cultius han estat eliminats i en èpoques de sequera. Aquesta pèrdua de sòl va causar episodis dramàtics la primera meitat d’aquest segle als Estats Units. Finalment, hauries de tenir present que, com que el vent és el responsable de la formació de les ones al mar, causa indirectament tots els processos d’erosió i deposició costaners.
Table of Contents
Recorda que els sediments es formen a partir de materials ’de segona ma’ que provenen de roques més antigues de les quals han estat arrencats per l’acció de la meteorització, conjunt de processos que degraden la roca, i de l’erosió, que s’encarrega d’arrencar i endur-se la part de les roques que ha estat prèviament alterada o disgregada per la meteorització.
Meteorització
La meteorització causa el trencament gradual de les roques que estan exposades a l’atmosfera de la terra. És un procés que implica l’acció i la interacció de molts factors (per exemple, l’aigua de pluja, la temperatura, els gasos atmosfèrics i els bacteris). Hi ha tres formes principals:
No hauries de pensar que aquests tres tipus de meteorització actuen per separat. Per exemple, quan els factors físics actuen i separen els minerals entre ells, la formació de dissolucions químiques és molt més senzilla. De manera similar, les reaccions químiques poden ser afavorides per l’acció biològica de certs bacteris, i tots tres tipus de meteorització actuen de manera combinada en el seu atac a les roques.
Meteorització física
Hi ha diversos tipus de meteorització per agents físics com els canvis de temperatura.
Gelivació
L’aigua s’expandeix quan es congela. Per tal de provar això, pots posar una ampolla petita de vidre completament plena d’aigua i tapada al congelador. Posa-la dins d’una bossa de plàstic resistent. Després d’unes hores, quan l’aigua s’hagi congelat, l’expansió del gel haurà trencat l’ampolla. No obris la bossa i treguis els fragments de vidre.
Quan l’aigua penetra en una esquerda de la roca i es dilata degut a la congelació, força l’esquerda a obrir-se més. Ara, quan el gel es fongui, podrà penetrar més en l’esquerda, de manera que quan es torni a congelar tornarà a forçar l’esquerda a obrir-se més. Successius cicles de congelació-fusió provoquen el trencament de fragments de roca. Aquest procés es produeix sovint a la part alta de les muntanyes. Els fragments trencats de roca cauen i s’acumulen al peu del pendent, on s’acumulen en forma de tarteres.
Una tartera vista des de dalt del penyasegat del Castillo Mayor (Escuaín, Osca) d'on cauen les pedres que la formen i la mateixa tartera vista des d'una altra perspectiva.
Un altre experiment que pots fer per a comprovar l’efecte del gel és el següent. Pren dos jocs de mostres de diferents roques, per exemple esquist, granit i gres. Un dels jocs el mantens sec, mentre que l’altre el mulles bé. Posa llavors tots dos jocs al congelador i deixa el sec durant algunes setmanes, però el moll, treu-lo cada dia, deixa que l’aigua es fongui (sense que s’assequi) i torna’l a ficar al congelador. Al final de l’experiment compara les mostres de cada joc. Quina conclusió en pots treure?
Exfoliació o descamació
Els minerals s’expandeixen quan s’escalfen i es contrauen quan es refreden. Si això es produeix repetidament, la tensió produïda pot arribar a trencar la roca. L’acció és més forta al desert, on els dies són molt calorosos mentre que les nits són fredes. La part exterior de la roca és la que pateix amb major intensitat l’escalfament i el refredament, de manera que amb el temps s’aniran separant com ’capes de ceba’ fragments de roca. El nom d’aquest procés és exfoliació o descamació.
Meteorització química
És causada principalment per l’acció química de l’aigua i de les substàncies en ella dissoltes.
Alguns minerals formadors de roques reaccionen amb l’aigua, principalment els feldspats, la mica biotita, l’amfíbol, el piroxè i l’olivina. Les reaccions produeixen partícules petites que són minerals d’argila. Aquestes partícules són fàcilment transportades i posteriorment dipositades com a sediments d’argila o llims. Les reaccions que formen els minerals d’argila alliberen també elements com el calci, el sodi, el potassi, el magnesi o el silici, que es dissolen en l’aigua i són igualment transportats.
La reacció que té lloc és una reacció d'hidròlisi. Aquest n'és un exemple:
Algunes roques meteoritzades mostren unes coloracions marronoses o vermelloses a la seva superfície. Aquest color és degut als compostos de ferro insolubles que provenen de les reaccions químiques.
Encara que la meteorització sigui un procés de destrucció de la roca, has de tenir present que en un altre sentit és també responsable de la seva creació. Els materials meteoritzats seran transportats i esdevindran sediments i, a la llarga, nova roca. La imatge següent il·lustra com la meteorització del granit alimenta la formació d'altres roques. Dibuixa un diagrama similar aplicat a la meteorització d'un gres o una calcària.
Transport, erosió i deposició
La meteorització origina residus de roca, minerals i substàncies químiques allà on la roca original hi era (in situ). Aquest material és generalment transportat a un lloc diferent abans de ser dipositat com a un sediment. El material pot ser transportat de diferents formes:
Sovint molts d’aquests ’agents de transport’ poden moure els sediments. Per exemple, els fragments de roca poden caure (gravetat) sobre una glacera, que els transportarà fins que es fongui; llavors, poden ser transportats pel corrent d’aigua fins arribar al mar i, finalment, ser dipositat per les onades.
Els agents de transport no mouen tan sols el sediment. També en produeixen més, ja que trenquen les roques sobre les què actuen. Aquest procés d’eliminació dels fragments generats per la meteorització i pels propis agents de transport s’anomena erosió. Inclou coses com el modelat d’una vall per una glacera o la formació de penya-segats per les onades.
Fig. 6.7, 6.8 i 6.10
El principal poder erosiu és degut al propi material transportat. Per exemple, els còdols transportats per l’aigua corrent causen més danys a la roca sòlida del llit del riu que no pas l’aigua mateixa. L’acció de la càrrega com a ’eina tallant’ afecta també la càrrega mateixa. Quan els fragments xoquen entre ells i amb les roques es trenquen en fragments més petits i s’arrodoneixen.
Els agents de transport poden moure els sediments tan sols si tenen prou energia. Quan l’energia es redueix, part de la càrrega és dipositada. Això és el que succeeix, per exemple, quan els rius arriben a un llac, perquè l’aigua perd energia. Algunes formes de deposició no depenen de l’energia de l’agent de transport, com és el cas dels materials transportats en dissolució a l’aigua. En aquest cas, els materials poden ser dipositats per precipitació (per exemple d’halita quan s’evapora l’aigua) o per l’acció d’organismes vius (per exemple, hi ha animals que utilitzen el carbonat de calci de l’aigua per tal de construir les seves closques, i un dipòsit de closques pot arribar a formar una roca). Estudiaren aquests processos de deposició amb més detall al tema 7.
Els diferents estils de transport i les diferents formes de deposició actuen com un sistema de classificació del material sedimentari. Encara que en un àrea meteoritzada i erosionada es formen diferents tipus de sediments, no tots seran dipositats posteriorment al mateix lloc. Els fragments més grans tendiran a ser dipositats junts i a prop, mentre que els més petits seran transportats més lluny i la càrrega química en dissolució només serà dipositada en determinades condicions. L’efecte global és una classificació dels sediments en diferents tipus. Cada tipus de sediment produirà desprès un tipus de roca diferent en un ambient particular al qual es produirà la deposició.
L’erosió i la deposició dels sediments provoquen canvis en el paisatge. L’eliminació del material de les roques origina estructures erosionals, com valls, coves i espadats. La deposició dels sediments origina estructures deposicionals, com platges, dunes i deltes. Estudiarem ara els efectes sobre l’erosió i la deposició dels principals tipus d’agents de transport.
L’efecte de la gravetat sobre el material sedimentari
Els residus de la meteorització són sovint poc compactes i inestables, de manera que tendeixen a moure’s vessant avall sota la influència de la gravetat originant tarteres. En pendents més suaus, els moviments són més lents però es poden apreciar pels efectes que causen (veure figura 6.11). Aquest fenomen de moviment lent dels dipòsits de vessant pendent avall causat per la pesantor es coneix amb el nom de reptació (creep en anglès).
Fig 6.11
En pendents més fortes, com als cingles, penya-segats, parets de valls o fins i tot talussos de carreteres, es poden produir sobtats despreniments i esllavissades, afavorits per pluges intenses o pel ràpid desglaç primaveral, així com en el cas que les roques inferiors siguin inestables.
El moviment gravitacional dels sediments és un dels processos de denudació del relleu més importants. Sense aquest moviment, el material meteoritzat no ’alimentaria’ els rius i altres agents de transport. La gravetat és també la responsable del moviment dels rius i de les glaceres i de la deposició i compactació final dels sediments.
L’efecte geològic dels corrents d’aigua
Els rius i torrents actuen com a part dels sistema de retorn que drena l’aigua cap als oceans. Al mateix temps, transporten, produeixen i dipositen sediments.
Transport pels corrents d’aigua
L’aigua en moviment transporta sediments de tres formes:
Càrrega de fons. D’aquesta manera són arrossegades les partícules més grans (còdols i grans de sorra). Cal una quantitat considerable d’energia per tal de moure aquests fragments, però un cop en moviment afegeixen ’poder erosiu’ al flux d’aigua. La càrrega de fons es mou lliscant, rodolant i saltant sobre el llit del riu, però no de manera constant, sinó depenent de l’energia del corrent.
Càrrega en suspensió. Es mouen així els materials més fins, com les partícules d’argila i llim, que requereixen menys energia per al seu transport i només són dipositades quan el flux té molt poca energia. En alguns casos, especialment durant les riuades, l’aigua dels rius conté tanta quantitat de sediments en suspensió que apareix de color marronós.
Càrrega en dissolució. És la càrrega invisible de substàncies dissoltes que han estat alliberades durant la meteorització (carbonats, sulfats, clorurs, ...) i que poden ser transportades grans distàncies.
Erosió fluvial
En l’erosió dels marges i els llits dels rius es combinen una sèrie de factors que causen també l’esmicolament i arrodoniment dels materials transportats. Aquests factors són:
- el poder de l’aigua mateixa en moviment,
- els impactes de la càrrega de fons i la càrrega en suspensió,
- les reaccions químiques entre l’aigua i la roca.
L’erosió es produeix amb diferents velocitats sobre diferents tipus de roques. Això pot causar salts d’aigua (figura 6.13), per exemple. Hi ha altres factors geològics que poden afectar la velocitat de l’erosió, com per exemple les línies de falla, al llarg de les quals les roques són més fàcilment erosionades.La forma d’una vall fluvial pot també variar. Generalment, un riu talla un canal erosionant les roques que estan immediatament sota el corrent d’aigua. Si l’acció ’tallant’ continua, el canal es va fent cada cop més profund. Les inclinades vessants de la vall produïdes per aquesta erosió vertical són gradualment desgastades per la meteorització, i la gravetat fa que els materials meteoritzats caiguin al riu. D’aquesta manera es formen valls amb forma de ’V’. Com pots veure a la figura 6.14, la vall tendeix a ser més ampla com més avall va tallant el riu. En condicions excepcionals (com per exemple si la roca és molt dura o l’ambient molt sec) els vessants de la vall poden romandre gairebé verticals, i es formen així gorgues.
La capacitat d’un riu per a aprofundir una vall depèn en part del nivell del mar. Si aquest descendeix (o si el terra s’alça), els canals del riu tendeixen a reduir la seva altitud a cada punt, de manera que l’erosió vertical augmenta.
Fig. 6.13 i 6.14
Deposició fluvial
L’energia d’un riu depèn de la quantitat d’aigua que hi flueix i de la seva velocitat. Si l’energia es redueix, llavors el riu ha de dipositar part de la seva càrrega. La deposició es pot produir en diferents punts al llarg del curs del riu.
Meandres
La figura 6.15 mostra que la sorra i la grava sedimenten a la part interna dels meandres. Adona’t també que la corba externa és rebaixada per erosió. En períodes de temps llargs, aquest procés pot ampliar l’àrea de la vall.
Terrasses fluvials
Són amples faixes de terreny pla que formen esglaó al llarg de la vora d’un riu. Durant una riuada, l’aigua surt del canal del riu i perd part de la seva energia en vessar-se sobre una àrea ampla. En fer-ho, diposita part de la seva càrrega. La grava i la sorra gruixuda són els materials que es dipositen en primer lloc, prop dels límits originals del riu, i poden arribar a formar una mena de dics (levées, fig. 6.16). Els materials més fins (llims i argiles) són portats més lluny i dipositats sobre la plana com a al·luvions. Algunes de les millors terres de conreu del món són planes al·luvials que tenen aquest origen, com les dels rius Ganges i Nil.
Torrents
Un torrent és un curs d’aigua ocasional originat per pluges intenses o pel desglaç i el seu poder erosiu és molt gran, sobre tot degut al fort pendent. En arribar a terres més planeres el flux d’aigua perd bruscament la seva energia i es formen dipòsits típicament cònics anomenats ’cons de dejecció’. Els cons de dejecció són dipositats molt ràpidament, de manera que hi trobem una barreja caòtica de còdols i sorres. L’estudi de la posició d’aquests cons de dejecció formats en el passat ajuda als geòlegs a decidir la posició i alçada de muntanyes que ja han desaparegut.
Fig. 6.17
Deltes
Quan un riu arriba a una gran massa d’aigua com pot ser l’oceà o un llac, perd ràpidament la seva energia i diposita la seva càrrega. La figura 6.18 mostra la forma típica d’un delta, amb els diferents braços d’aigua que ’distribueixen’ l’aigua i els sediments. No totes les desembocadures dels rius originen deltes; sovint l’acció de les onades és prou potent com per a endur-se els sediments que són llavors dipositats en un altre lloc. La profunditat de l’aigua i la velocitat de sedimentació són altres factors que afecten la formació i el creixement d’un delta.
Els grans rius poden originar deltes molt importants. Per exemple, el riu Mississipí diposita prop de dos milions de tones de materials diàriament.
Llacs
Un llac representa un tram tranquil al llarg del curs d’un riu. Mentre el flux d’aigua va perdent energia en arribar al llac, part de la seva càrrega és dipositada, de manera que el llac esdevé una ’trampa de sediments’. En l’escala de temps geològica els llacs són només estructures temporals, ja que són lentament omplerts amb sediments. (Això succeeix també als embassaments, i crea sovint molts problemes. Quin efecte creus que pot tenir la construcció d’embassament al curs del riu Ebre sobre el delta de la seva desembocadura?)
La posició d’antics llacs desapareguts per acumulació de sediments sovint es pot deduir de la presència de ’taques’ d’al·luvions. D’altres llacs poden desaparèixer per evaporació.
Fig. 6.18
Un treball interessant és fer una llista de totes les situacions geològiques que poden originar llacs. Inclouen regions on s’han produït esfondraments o bé on una vall fluvial ha estat tancada per algun esdeveniment geològic. Hauràs de saber més geologia per a fer una llista completa, però alguns exemples relacionats amb l’activitat magmàtica poden ser:
- Una depressió causada per l’esfondrament de la caldera d’un volcà.
- El tancament d’una vall per una colada de lava.
Aigua subterràniaL’aigua pot passar a través de certs tipus de roques de dues maneres:
- Roques poroses, que tenen espais entre els grans de minerals, espais que permeten l’escolament de l’aigua. La roca més porosa és el gres (figura 6.20).
- Roques permeables, que tenen una sèrie de forats i esquerdes que actuen com a un ’sistema de canonades’ natural a través del qual hi circula l’aigua. Per exemple, l’aigua pot circular entre les capes de roques sedimentàries (plans d’estratificació) o entre les esquerdes verticals produïdes per les forces de la terra. Una de les roques més permeables és la calcària (figura 6.21). Les roques impermeables no permeten la circulació de l’aigua.
Les aigües subterrànies poden trobar el seu camí de tornada a la superfície de la terra en una font. Si no surt, queda formant part dels aqüífers, dels quals pot ser extreta mitjançant pous (figura 6.22). Les aigües subterrànies són un problema en algunes mines, i cal un sistema de drenatge amb bombes potents per tal d’eliminar-la. Moltes mines velles són molt perilloses per la presència i l’acció de les aigües subterrànies. No entris mai a una mina vella sense anar acompanyat d’un expert.Fig. 6.20, 6.21 i 6.22
Drenatge subterrani en zones calcàries
Ja has vist que l’aigua de pluja provoca la meteorització de la roca calcària (pàgina 49). El mateix efecte el produeixen les aigües subterrànies que s’escolen pel sistema de fractures de la roca. L’aigua reacciona amb la calcària, la dissol i aprofundeix les esquerdes i fractures, que es van fent més grans fins arribar a formar cavitats que porten rius i corrents subterranis.
Si la dissolució de la calcària continua, l’aigua obre noves rutes i abandona camins antics. Aquestes parts seques esdevenen llavors punts on es produeix la precipitació química del carbonat de calci, en un procés invers al de la dissolució. Així es com es formen les estalactites i les estalagmites de les coves.
Les figures 6.25 i 7 mostren les estructures característiques formades pel drenatge de l’aigua en zones calcàries. El relleu que es forma s’anomena càrstic, i a Catalunya el podem trobar molt ben representat al Garraf. Observa els punts on l’aigua desapareix als engolidors (sink holes) i les fonts on torna a aparèixer, en aquest cas a la boca d’una cova.
L’efecte geològic del mar
El treball geològic del mar és més fàcil d’estudiar a la costa. Aquí, les onades i les marees origines estructures característiques de l’erosió, transport i deposició costaneres. De totes formes, el mar no és sempre l’únic factor implicat en el modelat de la costa. L’acció dels rius, per exemple, forma deltes, mentre que el vent pot produir dunes.
Fig. 6.25 i 7
Onades
Les onades són produïdes quan el vent bufa sobre la superfície de l’aigua. La mida de les onades depèn de la velocitat del vent, de la profunditat de l’aigua i de la distància sobre la qual el vent ha estat actuant. Les onades més grans es formen per vents molt intensos sobre oceans grans i profunds.
Les onades no transporten l’aigua amb elles. L’aigua es mou rítmicament amunt i avall originant un patró de crestes i valls. En aigües poc profundes, prop de la costa, aquest moviment es veu afectat pel fons de l’oceà, el que provoca el trencament de l’onada i l’aigua es mou cap a la costa. L’aigua llavors retorna pel pendent de la costa. La figura 6.27 mostra que el poder del trencament i el retorn depenen de la mida de l’onada i del pendent de la costa, de manera que hi ha onades constructives, que porten materials a la costa, i onades destructives, que se l’enduen.
Fig. 6.27
Erosió costanera i transport
L’erosió més intensa es produeix en les costes d’oceans grans, on sovint arriben onades de grans dimensions. La força de l’aigua i l’impacte dels fragments de roca llençats contra la costa incrementen molt el poder erosiu. L’acció química de l’aigua salada també hi contribueix, així com l’increment sobtat de la pressió de l’aire atrapat en les esquerdes de la roca per l’embat de les onades.
El mar erosiona (rebaixa) la base de la roca als penya-segats fins que blocs de roca cauen a l’aigua. Al mateix temps, la plataforma d’abrasió (superfície d’erosió produïda per l’onatge al peu d’un penya-segat) puja i el penya-segat va així retrocedint. La velocitat d’erosió depèn, a més de la intensitat de l’embat de l’onatge, del tipus de roca. Les roques sedimentàries toves, amb parts més febles com els plans d’estratificació, retrocediran davant l’atac del mar més ràpidament que les dures roques magmàtiques o metamòrfiques. Les variacions en el tipus de roca originen línies de costa amb sortints i badies, ja que les roques són erosionades amb velocitats diferents (figura 6.29).
Als punts més febles (per exemple a les esquerdes més grans) l’acció del mar pot excavar coves; si dues coves són excavades esquena contra esquena i arriben a ajuntar-se, es forma un arc; i si la part superior de l’arc cau, s’origina un faralló (figura 6.28).
Fig. 6.28
A més d’atacar la línia de la costa, les ones i corrents marines també hi duen sediments. La majoria d’aquests sediments hauran estat produïts per l’erosió costanera, però n’hi ha que poden procedir d’altres fonts, com els rius.
Els sediments poden ser moguts al llarg de la costa quan les onades hi arriben amb un angle (no perpendiculars). La figura 6.30 explica aquest procés de deriva al llarg de la costa. En molts llocs el moviment és detingut per la presència de barreres de terra. En alguns punts de la costa s’hi col·loquen dics per tal que actuïn com les barreres naturals i evitar que marxi la sorra de les platges.
Fig. 6.29 i 6.30
Deposició marina
La majoria de les roques sedimentàries del món van ser originàriament dipositades al fons d’un oceà. Per tal d’entendre bé aquestes roques, els geòlegs han d’estudiar la mena de sediments que s’estan dipositant actualment als oceans. Encara que el 71% de la superfície del nostre planeta està cobert pels oceans, tan sols recentment ha començat a ser investigat científicament. Vaixells exploradors amb equips de sonar han confeccionat mapes del seu fons i les mostres de roques i les fotografies proporcionen dades sobre els sediments que allà es troben.
Per tal d’estudiar la deposició marina dels sediments, és convenient dividir els oceans en quatre zones segons la seva profunditat (figura 6.32).
Zona intermareal
És la línia de la costa on l’acció de l’onatge provoca l’erosió de la costa i la deposició de sediments a les platges. Les platges es formen allà on el retorn de les onades no és prou fort com per arrossegar els sediments que han estat portats per la mateixa onada.
Els sediments de sorra i còdols de les platges tendeixen a ser molt arrodonits perquè cada partícula és constantment arrossegada per les onades que trenquen i es retiren. Aquest continu rodolar trenca completament els fragments dels minerals més febles de les roques, de manera que tan sols romanen més o menys sencers els materials més durs. És per això que la sorra de les platges és formada gairebé només per fragments de roques magmàtiques o metamòrfiques, que són més resistents que les sedimentàries i, sovint, els grans més abundants són els de quars (el color marronós és degut a la coberta d’òxids de ferro). Si una platja arriba a quedar coberta i els seus materials es compacten, la roca que es forma generalment és un gres anomenat ortoquarsita. Els còdols de la platja, pel mateix procés, formaran un conglomerat.
A més de les platges, a la zona intermareal podem trobar altres tipus de sediments com els bancs de sorra i les barres, acumulacions de sorra originades per corrents o el moviment de deriva (figura 6.30). Els sediments més fins (argiles i llims) es poden dipositar en condicions més tranquil·les, per exemple als estuaris (braços estrets de mar que vénen a ser com la prolongació de l’embocadura d’un riu). L’evaporació en llacs costaners d’aigua salada pot originar, en regions seques, dipòsits d’evaporites. També es poden originar capes de carbó en les humides condicions dels deltes.
Plataforma continental
L’escorça continental s’estén més enllà de la línia de la costa per a formar una plataforma (figura 6.32). El mar, en aquestes zones, no és gaire profund, i generalment no arriba als 250 m. Com pots veure a la figura 6.34, les plataformes continentals varien considerablement en amplada. Per exemple, la costa est (atlàntica) de sud-amèrica té fins a 1.000 km d’amplada, mentre que la costa oest (pacífica) té uns 100 km. Algunes illes, com les britàniques, són tan sols parts elevades de les plataformes del continent veí.
Les plataformes continentals tenen diferents ambients sedimentaris i els dipòsits que es poden formar depenen de diversos factors:
- la quantitat i el tipus de sediment que prové del continent;
- l’amplada i la forma de l’àrea de la plataforma;
- la direcció i la força dels corrents marins;
- la temperatura i la composició química de l’aigua marina.
Però malgrat aquesta variació, es poden donar alguns trets comuns. Les sorres són els principals dipòsits a les àrees on hi ha corrents, i aquestes sorres originaran per compactació gresos. Les partícules fines de llims i argiles (fangs) tendeixen a sedimentar en regions més tranquil·les allunyades de la costa, però es poden trobar també si hi ha a prop un riu que en proveeixi. Aquests sediments originaran diferents tipus d’argila (roca sedimentària). Les calcàries tendeixen a ser dipositades en plataformes on l’aigua és clara, calent i poc profunda i on hi ha poca quantitat de sorres o fangs.Fig. 6.32 i 6.34
La deposició dels sediments a les plataformes continentals és un procés molt important en el cicle de les roques (pàgina 31). En algun moment, aquestes roques seran elevades o ’retornaran’ a la superfície a formar part de la terra emergida, on podran ser erosionades. El fet que gran part de la superfície dels continents estigui coberta per roques sedimentàries marines mostra que (en certs moments del passat) havien format part de zones de plataforma continental.
Talús continental
És un escarpament submarí de pendent bastant fort, situat entre la plataforma continental i la zona dels fons oceànics. Comença al marge de la plataforma continental (amb una profunditat mitjana de 150 m en aquest punt) i baixa fins al fons marí (uns quants quilòmetres sota el nivell del mar). Encara que l’angle mitjà és només de 4º, es considera un pendent fort, ja que als oceans els pendents solen ser molt més suaus dels que observem a la terra emergida.
El tipus de sediments que arriba al talús continental depèn de l’amplada de la plataforma continental i dels corrents marins que hi actuen. En plataformes estretes, la sorra pot arribar fins al talús, però si la plataforma és ampla tan sols hi arriben les partícules més fines d’argila.
Els talussos continentals estan tallats per enormes valls submarines (sovint de centenars de quilòmetres de longitud i més d’un quilòmetre de fondària) que actuen com a ’rius’ submarins que porten els materials cap al fons de l’oceà. A l’interior d’aquestes valls, i al llarg del talús, els sediments esdevenen sovint inestables i s’esllavissen cap a zones més profundes. Aquests moviments són causats sovint per ones provocades per terratrèmols que afecten el fons marí i provoquen núvols de sediments que es dispersen a l’aigua. Aquests núvols viatgen ràpidament pendent avall i s’anomenen corrents de terbolesa. Quan perden la seva energia a la base del talús, els corrents de terbolesa dipositen la seva càrrega en forma de sediments que originaran roques del tipus dels gresos, amb poca sorra i una matriu argilosa.
Els talussos continentals de regions com la costa oest de sud-amèrica descendeixen ràpidament 6 o 8 quilòmetres directament cap a les fosses oceàniques. En aquestes regions, la ràpida erosió de les muntanyes dels Andes, juntament amb l’estretor de la plataforma continental, fan que la fossa es vagi omplint ràpidament de sediments (a la fossa de Xile-Perú es dipositen 1 km de sediments cada milió d’anys).
Fig. 7.33 i 6.35
Fons oceànic
Una gran part d’aquesta zona consisteix en àrees suaus, sovint uns 4 quilòmetres sota el nivell del mar, anomenades planes abissals. Als límits d’aquestes planes (prop del peu dels talussos continentals) es dipositen partícules fines de fang que poden ser portats pels corrents de terbolesa, però més enllà hi arriba poca quantitat de material. A la resta d’aquestes planes només existeix una capa prima de sediments, formada bé per argiles dutes pel vent en forma de pols, de les cendres volcàniques o oolites, roques calcàries formades per l’acumulació d’esquelets diminuts d’organismes marins microscòpics.
El nivell i l’extensió del mar
La posició de la línia de la costa depèn del nivell del mar i del nivell de la terra emergida. Encara que aquests nivells no semblen canviar gaire al llarg de la vida d’un ésser humà, van variant lenta però dramàticament a escala geològica.
Amb el pas del temps el nivell del mar varia perquè:
- el volum dels oceans varia;
- el volum d’aigua continguda als oceans varia.
El moviment de les plaques litosfèriques és el responsable de l’alteració del volum dels oceans (ho veurem més endavant amb més detall). La quantitat d’aigua als oceans varia principalment degut a canvis climàtics, amb èpoques més fredes (glaciacions) i més càlides. Durant les glaciacions grans quantitats d’aigua resten congelades i així atrapades, de manera que als oceans hi ha menys aigua. Durant la glaciació més recent, fa un milió d’anys, el nivell del mar estava 150 metres per sota de l’actual.El nivell de la terra emergida canvia amb el temps perquè les forces internes de la Terra causen la seva elevació o subsidència. Els canvis de nivell més importants es produeixen quan dues plaques xoquen i les plataformes continentals són elevades i plegades fins a formar serralades. D’altres canvis en el nivell poden ser deguts a la isostàsia (pàgina 18).
La magnitud del canvi en els nivells del mar i de la terra es posa de manifest en la banda de roques sedimentàries marines que es troben just per sota del punt més alt de l’Everest, i que causen molt problemes als alpinistes.
Actualment podem observar estructures produïdes per canvis en el nivell de la línia de la costa. La figura 6.35 mostra una platja alçada, que ha estat aixecada i assecada. L’efecte oposat pot fer que el mar envaeixi una vall fluvial i formi una ria.
L’efecte geològic del gel
Actualment prop del 10% de la superfície de la Terra és coberta per gel. Gran part d’aquest gel és aigua marina congelada (per exemple, l’oceà Àrtic) que té uns efectes geològics molt limitats. En aquest capítol ens centrarem en l’aigua sòlida que cobreix terres emergides.
Sobre la terra, el gel es forma quan la temperatura és prou baixa com perquè la neu no es fongui durant tot l’any. Al mateix temps que la capa de neu es va fent més gruixuda, es va compactant i va perdent l’aire fins a formar una capa de gel sòlid. Aquest gel començarà a baixar pendent avall sota la influència de la gravetat: s’ha format una glacera.
Les glaceres cobreixen la Terra de maneres diferents:
Fig. 6.37
El moviment del gel
Estudiar el moviment de les glaceres és molt difícil perquè es tracta d’un procés molt lent (generalment menys d’un metre per dia). Mentre avança la glacera es manté sòlid, però és capaç de fluir perquè els cristalls de gel llisquen entre ells. El moviment es pot veure afavorit quan es formen fines capes d’aigua líquida.
Sovint diferents parts d’una glacera es mouen a velocitats diferents, per exemple quan la glacera ascendeix sobre abombaments del fons de la vall. Llavors es formen grans esquerdes o clivelles, que són un gran perill per als alpinistes.
El poder del gel: erosió i transport
Una part del poder erosiu de les glaceres és deguda als fragments que arrenca a la seva base i que incorpora al gel (morena de fons). Aquests fragments actuen com a ’eines tallants’ que esmicolen les roques sobre les què passa la glacera. Les restes esmicolades d’aquestes roques tenen l’aspecte de pols i s’anomenen farina de roca. Actuen com a un material abrasiu que suavitza les superfícies de la roca sobre les què es mou. L’erosió dels blocs que la glacera arrossega pel fons produeix estries i ratlles sobre les roques de la vall, anomenades roques estriades. Si trobes exemples d’aquestes estries en algun treball de camp, mira de trobar altres indicis de glaceres (forma de la vall, ...).
Encara que gran part de la càrrega transportada per la glacera prové de l’erosió del fons i de la roca sobre la qual avança la glacera, aquest recull i transporta materials també sobre la seva superfície, materials que cauen des dels pics que l’envolten (per gelivació dels vessants).
Els geòlegs han estimat que el poder erosiu d’una glacera és unes vint vegades superior al d’un riu que transportés la mateixa quantitat d’aigua. Si mires d’imaginar-te la força de milers de tones de gel armades amb còdols i fragments de roca congelats en la seva base, és fàcil de comprendre que en pot resultar la formació de valls profundes o fins i tot la desaparició de zones senceres de roca no gaire resistent.
Sedimentació glacial
Una massa de gel en moviment pot transportar una enorme quantitat de sediments de mides molt diverses, des de la fina farina de roca fins a enormes blocs. Així, una de les característiques dels sediments glacials és que no estan classificats: quan el gel es fon, tots aquests materials es dipositen junts.
La part frontal de la glacera empeny materials que formen la morena frontal. Aquestes morenes poden formar una sèrie de dics de sediments que marquen les posicions del front de la glacera en successives etapes durant la fusió i el retrocés de la glacera. Aquests dics poden actuar com a rescloses i originar llacs en algunes valls glacials.
Les capes de gel que ocupen grans superfícies les cobreixen d’una capa de sediments variats quan es fonen (till). Aquestes capes de gel poden transportar les roques grans distàncies. Algunes vegades, l’origen de roques característiques trobades als sediments glacials ajuda als geòlegs a descobrir el camí que aquest havia seguit. Aquests blocs de roques ’especials’ que han estat arrossegats grans distàncies s’anomenen blocs erràtics.
La fusió de les glaceres
La fusió allibera grans quantitats d’aigua que carrega part dels materials transportats per la glacera (especialment partícules de la mida de sorres i argiles) i les transporta més enllà. Les morenes terminals i les de fons són en part rentades per l’aigua i el sediment arrossegat i finalment dipositat selectivament (primer els fragments més grans, després els més petits) quan l’aigua va perdent energia.
Allà on el mateix gel o zones elevades del terreny impedeixen que l’aigua flueixi es poden arribar a formar grans llacs. En aquests llacs es dipositen capes de sorres i argiles, diferents entre l’estiu i l’hivern. L’aigua fosa pot també aprofundir les valls fluvials preexistents.
Abans d’escapar de les glaceres, l’aigua líquida pot haver circulat en forma de corrents subglacials que formen túnels a través del gel.
Fig. 6.41 a
Fig. 6.41 b, c
L’efecte geològic del vent
En moltes regions de la Terra la humitat evita que el vent mogui el material de la superfície. L’efecte de la humitat és degut a que:
- Ajuda a mantenir unides les partícules petites (alguna vegada has intentat bufar sorra humida i després has repetit l’experiment amb sorra seca?)
- És essencial per al creixement de la vegetació (les plantes ofereixen una protecció addicional davant el vent, ja que protegeixen el sòl de la seva acció i el retenen amb les seves arrels).
El vent és, doncs, un agent geològic efectiu en les seques regions desèrtiques on la humitat i les plantes són absents. De la seva velocitat en depèn la mida de les partícules que pot moure. Encara que una brisa lleugera només aixecarà i transportarà la pols més fina, un vent de 150 km/h és ja capaç de moure rodolant petits còdols. Quan el vent arriba als 20 km/h els grans de sorra comencen a rodolar i avançar amb ell. Aquest moviment s’anomena de saltació i fa que els grans xoquin els uns contra els altres, empenyent-los alhora en el seu moviment.Com que la saltació fa que els grans xoquin entre ells constantment, les sorres del desert tendeixen a ser de gra molt fi i molt arrodonit. Aquests grans són, a més, dels minerals més resistents com el quars, ja que els minerals més febles són convertits en pols. Els impactes dels grans de sorra transportats per l’aire són molt més intensos que quan aquests mateixos grans són transportats pels rius o pels oceans, ja que llavors l’aigua esmorteeix les col·lisions. El xoc dels grans de sorra contra el relleu despullat del desert moldeja superfícies arrodonides (alvèols, arcs).
Dipòsits eòlics als deserts
Les estructures millor conegudes són les dunes de sorra que es formen segons la direcció predominant del vent. Les dunes es formen perquè les sorres que transporta el vent troben un obstacle, que pot ser una planta, una pedra o només un pendent. S’hi acumulen al davant i van creixent amb noves aportacions de sorra, segons la direcció del vent que, a més, les empeny, de manera que avancen i canvien de lloc. A causa d’aquest desplaçament poden posar en perill poblacions i conreus. Per fixar-les es planten vegetals amb arrels molt llargues com ara gramínies o pins.
Les dunes aïllades en forma de mitja lluna es diuen barkhanes, que vol dir ’dunes amb banyes’. L’efecte del vent sobre les sorres del desert també produeix arrissaments paral·lels (ripple marks) i laminacions encreuades (que estudiarem més endavant).
Fig. 6.43
L’acció del vent fora dels deserts
Els vents forts que bufen des de l’oceà cap a zones sorrenques poden moure la sorra terra endins i formar dunes a la costa.
Les partícules fines de pols poden ser transportades pel vent grans distàncies. La pols del Sàhara, per exemple, sovint ens arriba i cau en forma de pluja de fang. De fet, la pols transportada pel vent és el principal sediment que cau sobre les zones oceàniques.
Durant la darrera glaciació el vent va ser el responsable del transport de la fina farina de roca (pàgina 61) des del lloc de fusió on s’hi havia dipositat en un principi. Aquests dipòsits van cobrir zones llunyanes i actualment formen les fèrtils cobertes de loess a grans extensions d’Europa, Amèrica i Àsia.
El vent també pot eliminar el sòl agrícola, especialment quan els arbres i els cultius han estat eliminats i en èpoques de sequera. Aquesta pèrdua de sòl va causar episodis dramàtics la primera meitat d’aquest segle als Estats Units.
Finalment, hauries de tenir present que, com que el vent és el responsable de la formació de les ones al mar, causa indirectament tots els processos d’erosió i deposició costaners.
Fig. 6.4